авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 19 |

«СПРАВОЧНИК ПО литологии Под редакцией Н. Б. Вассоевича, В. Л. Либровича, Н. В. Логвиненко, В. И. Марченко МОСКВА НЕДРА ...»

-- [ Страница 6 ] --

5) менее 5 % — известняк. Обсуждая эту классификацию, Р. :В. Фейербридж отметил, что в •самых молодых по возрасту породах кристаллы доломита появляются при со­ держании M g C O 3 около 15%, а ниже этого уровня магний находится в твер­ дом растворе в кальците и потому такие породы следует называть обогащен­ ными магнием, но не доломитовыми. В палеозойских и мезозойских породах (ромбоэдры доломита появляются уже при содержании MgCO 3, равном 2 — 3 %.

Д л я пород ряда известняк — доломит — магнезит, где присутствие магнези­ та указывает на высокую стадию осолонения вод и приближение раствора к насыщению NaCl, может быть использована классификация Е. К. Фроловой {1955 г.), которая опубликована также Г. Д. Бисселом и Д. В. Чилингаром {1970 г.).

Д л я оценки доломитов как промышленного сырья применима классифика­ ц и я С. С. Виноградова (1961 г.). В ней доломиты разделены на две группы:

с содержанием M g O 21,9—19% и 19—17%, а по составу примесей выделены четыре градации.

Структурные и генетические классификации. Доломиты прежде всего подразделяют по структурным признакам, а затем по мере даль­ нейшего изучения выясняют их генезис. Одна из наиболее детальных структур­ ных классификаций предложена Г. И. Теодоровичем, который подразделил до­ ломиты на три (группы: 1) с преобладанием основной минеральной массы, 2) с преобладанием цементируемого материала и 3) кавернозно-пористые с от­ рицательными реликтовыми структурами. К а ж д а я из этих групп затем дробно подразделяется в зависимости от характера органогенных остатков, хемоген шых структур (оолитовой, микрокомковатой и др.) и обломочных структур, а т а к ж е по размерности зерен в основной массе породы. Эта схема высоко оце­ нена Г. Бисселом и Д. Чилингаром и приведена в сводной работе по карбо­ натным породам (1970 г.), где она рекомендуется для использования;

в каче­ с т в е другой рекомендуемой классификации ими предложена схема, основа ко­ торой, как отмечают авторы, заимствована из генетической классификации из­ вестняков М. С. Швецова (1958 г.). Заимствование выразилось в том, что кро­ ме трех типов доломитов, охарактеризованных М. С. Швецовым, в классифи­ к а ц и ю Г. Биссела и Д. Чилингара механически включены почти все типы из­ вестняков, выделенные М. С. Швецовым, но с заменой слова «известняк» сло­ в о м «доломит» или с добавлением слова «доломитизированный». Вследствие этого среди типов доломитов и появились такие странные образования, как •сахаровидные доломиты, образовавшиеся по кальцитизированным песчаникам,.доломитизированный туф и др.

Общие схемы д л я классификации известняков и доломитов были опубли­ кованы И. В. Хворовой (1958 г.), Е. В. Дмитриевой, В. • Л. Либровичем, О. И. Некрасовой, А. В. Хабаковым (1968 г.) и В. Н. Киркинской. Классифи­ кация И. В. Хворовой для пород карбона Русской платформы является хо­ р о ш и м примером комплексного подхода. И. В. Хворова разделила карбонатные породы прежде всего~ (1) по вещественному составу, в зависимости от содер­ ж а н и я кальцита, доломита и терригенной составляющей. Затем (2) по проис­ хождению карбонатного осадочного материала породы делятся на три группы:

обломочные, органогенные и хемогенные. В особую группу выделяются крип тогенные породы, генезис которых неясен;

среди них преобладают породы, сильно измененные вторичными процессами (доломитизированные и д р. ). Более • дробные подразделения даются по признакам структурным (размер, окатан­ ность и др.) и генетическим ((происхождение и состав фрагментов—фитоген ные, зоогенные, копрогенные и д р. ).

В классификации Е. В. Дмитриевой, В. Л. Либровича и др. (1968 г.) вы­ д е р ж а н принцип подразделения карбонатных пород по значительным петро графо-генетическим признакам. Выделены шесть групп пород: 1) органоген­ ные, 2) биохемогенные и хемогенные (включая все кристаллически зернистые), 3) детритусовые, 4) обломочные, 5) псевдообломочные и 6) перекристаллизо­ ванные. Среди группы обломочных карбонатных пород впервые выделены, сле­ дуя Р, Фолку, интракластические, образовавшиеся при размыве недавно отло­ женных и в разной степени затвердевших карбонатных осадков, и экстра кластические, образовавшиеся при разрушении карбонатных пород суши. [Ce диментационные доломиты отнесены к двум первым группам пород, а доло­ миты замещения рассматриваются к а к могущие образоваться в стадии диа­ генеза и гипергенеза по всем типам известняков.

По классификации карбонатных пород В. Н. Киркинской и з в е с т н я к и, д о л о м и т ы и п о р о д ы с м е ш а н н о г о и з в е с т к о в о-д о л о м и т о в о г о с о с т а в а (на 5 0 % и более состоят из кальцита и доломита) по структурным и генетическим признакам делятся на четыре группы пород: I — зернистые, I I — •органогенные, III — обломочные, IV — переходные (смешанные).

I. Зернистые (50% и более карбонатной части породы представлено зернис­ тым карбонатным материалом) подразделяются по размеру аерен (мм) на коллоиднозернистые ( 0, 0 0 1 ), тонкозернистые (0,001—0,01), мелкозернистые (0,01—0,05), среднезернистые (0,05—0,25), крупнозернистые (0,25—1,0) и гру­ бозернистые ( 1, 0 ).

Все эти разновидности делятся н а р а в н о м е р н о з е р н и с т ы е, н е р а в •номернозернистые и первично неоднороднозернистые.

Дальнейшее разделение н е р а в н о м е р н о з е р н и с т ы х пород произво­ дится по характеру чередования участков различной зернистости: пятнистые, полосчатые, линзовидно-слоистые, линзовидно-пятнистые и т. д.

П е р в и ч н о н е о д н о р о д н о з е р н и с т ы е (50% и более карбонатной части породы принадлежит хемогенным форменным образованиям) разделяют­ ся по характеру форменных образований и их размерам (мм) на оолитовые, •сферолитовые, пизолитовые, сгустковые ( 0, 1 ), комковатые (0,1—1,0) и пят­ нистые ( 1, 0 )., П. О р г а н о г е н н ы е ( 5 0 % и более карбонатной части породы принад­ л е ж и т органогенным остаткам) подразделяются на фитогенные и зоогенные.

Ф и т о г е н н ы е по характеру органогенных остатков и их размерам (мм) д е л я т с я на водорослевые, микрофитолитовые, сгустковые ( 0, 1 ), комковатые (0,1—1,0), пятнистые ( 1, 0 ).

Зоогенны е разделяются по целостности органогенных остатков и их размерам (мм) на цельнораковинные (0,1)—биоморфные, детритовые — и шламовые (0,1), и по групповому составу органогенных остатков (брахиоподо вые, мшанковые, криноидные, фораминиферовые и т. д. ).

III. О б л о м о ч н ы е (50% и более карбонатной части породы принад­ лежит обломкам карбонатных пород) подразделяются по размерам обломков согласно градациям, принятым для обычных обломочных пород.

IV. П е р е х о д н ы е (более 5 0 % карбонатной части породы составляют в сумме различные форменные элементы I, II и I I I групп) делятся по составу •форменных элементов на органогенно-обломочные,. обломочно-микрофитолито вые, комковато-органогенные, оолитово-обломочные и т. д.

Большинство доломитов войдет в I группу, которую следует называть группой кристаллическизернистых пород, поскольку зернами (grains) в зару­ бежной литературе называют различные дискретные частицы (скелетные, коп ролиты, интракласты и др.) размером более 0,004—0,06 мм. В I группе по раз­ меру зерен выделяется шесть типов структур, с которыми связываются опре­ деленные генетические представления: первичными структурами считаются кол­ лоидные и тонкозернистые (седиментационные и раннедиагенетические) и мел­ козернистые (диагенетические);

вторичными — крупно- и грубозернистые, кото­ рые возникают при эпигенезе и частично при процессах метаморфизма. Однако В. Б. Татарский (1955 г.) отмечает, что размер зерен не следует использовать как абсолютный критерий для определения генезиса доломитов. Во II группе должны быть выделены образования из скелетных остатков организмов, на­ раставших друг на друга и создававших устойчивый каркас: их называют биолититами, баундстоунами, биогермами и органогенными постройками. С эти­ ми уточнениями схема В. Н. Киркинской, применяемая в лаборатории петро­ графии В Н И Г Р И и в других лабораториях- нефтяных организаций, может быть рекомендована в качестве рабочей классификации доломитовых, известково-до ломитовых и ангидрито-доломитовых пород;

последние найдут свое место в четвертой группе.

Разнообразные текстуры и структуры доломитовых пород (от пелитоморф­ ных до сильно перекристаллизованных) очень полно представлены в Атласе текстур и структур, и в (Атласе карбонатных пород среднего и верхнего кар­ бона Русской платформы.

Данные об эволюции доломитообразования и условиях накопления совре­ менных доломитов. В истории Земли доломитообразование не было стабиль­ ным: одной из характерных черт его является ослабление в течение геологи­ ческого времени и особенно резкий спад в конце палеозоя. Эта главная зако­ номерность обоснована трудами многих исследователей и может считаться твердо установленной для отложений трех платформ: Русской, Северо-Аме риканской и Китайской. Такое течение процесса доломитообразования опре­ делялось изменением состава атмосферы, и прежде всего падением содержа­ ния CO 2.

По-видимому, в протерозое доломитообразование было основным видом карбонатного процесса и было широко распространено не только в аридных, но и в гумидных зонах. Процессы выветривания были очень интенсивны- и за счет них, а т а к ж е за счет термальных вод щелочные земли поступали в моря в большем количестве, чем в более поздние геологические эпохи.

В течение палеозоя в морях аридных областей доломитообразование было весьма интенсивно, но в мезозое и особенно в кайнозое, в связи с прогресси­ рующим падением давления CO 2 в атмосфере, доломитовое вещество у ш л о гораздо дальше от насыщения, чем в морях верхнего палеозоя. Доломитооб­ разование ;

в лагунах и в морях поэтому резко сократилось д а ж е в аридных зонах и поддерживалось лишь в некоторых специфических обстановках: в тех лагунах, заливах и участках моря, куда реки (или подземные воды) постав­ ляли много MgCO 3 или M g C 0 3 + N a 2 C 0 3. Озерные доломитные осадки извест­ ны к а к в мезозое, так и в кайнозое.

В современных водоемах впервые массовые накопления доломитовых илов •были обнаружены Д. Г. Сапожниковым в озере Б а л х а ш и описаны им в 1942 г.

Генезис осадков этого водоема рассматривался Н. М. Страховым и Д. Г. Са­ пожниковым, причем было установлено, что параллельно с прогрессирующим осолонением происходит рост щелочного резерва и рН и возрастает концент­ рация иона магния, а в осадке, наряду с !углекислым кальцием, появляются соединения магния в виде доломита.

В дальнейшем при планомерном изучении осадкообразования в различных водоемах на территории СССР было подтверждено значение факторов, конт­ ролирующих доломитообразование — повышенный щелочной резерв (6— 8 г/л) и рН около 8,9—9, а также выявлена роль грунтовых вод в водно-со­ левом питании карбонатообразующих водоемов. Были выделены три карбонат­ ных типа вод осолоняющихся бассейнов и установлено, что доломит образу­ ется только в тех озерах аридной зоны, которые принадлежат к содовому и углемагниевому типам, но не углекальциевому. Уже в начале 50-х годов до­ ломит был охарактеризован как полигенный минерал, образующийся в бассей­ нах с весьма различной соленосностью вод (Н. М. С т р а х о в ).

В последующие годы большое развитие получили работы по изучению ми­ нералогии карбонатных осадков и форм нахождения магния в скелетном ве­ ществе организмов. Было установлено, что магний часто находится в твердом растворе в кальците: атомы магния замещают атомы кальция в кристалли­ ческой решетке кальцита, но значительно реже встречаются в арагоните. Чейв назвал высокомагнезиальными кальцитами разности, содержащие более 1 %, MgCO 3 ), а разности с меньшим содержанием Mg (4% магния отнес к низкомагнезиальным кальцитам. Градации содержания MgCO 3 для разностей кальцита и названия этих разностей не являются общепринятыми и выража­ ются в процентах массовой или молекулярной концентрации в зависимости от методов определения. Например, в осадках Тихого океана содержания MgCO были даны в процентах массовой концентрации (по пересчету химических ана­ лизов) и к магнезиальным кальцитам были отнесены разности, содержащие от 4 до 30% MgCO 3, а разности, содержащие менее 4%, назывались просто каль­ цитом (Лисицын, Петелин, 1970 г.). В карбонатных осадках Атлантического •океана содержание MgCO 3 определялось методом рентгеноструктурного анализа [6] и были выделены низкомагнезиальные кальциты (до 3% MgCO 3 ), магнези­ альные кальциты ( 3 — 8 % MgCO 3 ) и высокомагнезиальные (более 8% M g C O 3 ).

Трудами многих исследователей была установлена зависимость содержа­ ния MgCO 3 в биогенных карбонатах от ряда факторов: температуры и соле­ ности вод, принадлежности к разным систематическим группам и д а ж е видам.

Наибольшее значение имеет температура. К а к правило, интенсивность накоп­ ления магния возрастает с повышением температуры вод.

Высокомагнезиальный кальцит и арагонит являются неустойчивыми мета стабильными фазами и со временем превращаются в низкомагнезиальный каль­ цит, освобождая ионы магния для доломитизации. По данным одних авторов таким путем могли образоваться лишь низкие концентрации доломита, по мне­ нию других — может произойти локальная доломитизация в толще известковых «осадков.

В середине 50-х годов состояние знаний о типах и генезисе доломитовых пород было охарактеризовано Н. М. Страховым и Р. Феирбриджем. Разнооб­ разие возможных условий формирования доломитов и доломитизированных известняков по Р. Фэйрбриджу отражено в Атласе текстур и структур осадоч­ ных горных пород (1969 г.) Д а л ь н е й ш а я разработка методов рентгеноструктурного анализа и возрос­ ший интерес к изучению карбонатных образований в связи с обнаружением больших залежей,нефти и газа в известняках и доломитах привели к откры­ тию доломитов во многих современных и плейстоценовых отложениях. Вместе с тем при помощи рентгеноструктурного анализа было установлено, что доло­ мит встречается в них преимущественно в виде метастабильной разности, наз­ ванной протодоломитом. Протодоломит отличается от доломита по составу (содержит до 10% избыточного кальция) и по строению: он имеет неупорядо­ ченную кристаллическую решетку.

Доломиты, доломитово-известковые осадки и высокомагнезиальные карбо­ наты не образуют мощных отложений в современных морях и накопляются в основном в самой прибрежной (приливо-отливной з о н е ), прилегающих к ней низинах, в лагунах и приморских озерах. Большое внимание литологов привлек­ ло доломитообразование на юго-востоке Австралии, в лагуне Куронг и особен­ но в отчленившихся от нее мелких, часто пересыхающих озерах, где соленость местами в два раза меньше морской, а рН днем повышается до 9,5 и 10,2, но ночью может значите но-карбонатных осадков на дне лагуны и озер достигает нескольких метров.

Другой регион интенсивного доломитообразования был обнаружен в 60-х годах на побережье лагун Персидского залива (Абу-Дхаби и другие) в осад­ ках обширной засоленной надприливной равнины, называемой себкха. Ширина себкхи местами достигает 10—16 км;

от лагуны она отделяется неширокой (около 1 км) приливо-отливной зоной, занятой синезелеными неизвестковыми водорослями, которые при высыхании растрескиваются. Доломит находится в верхних 30—60 см осадка себкхи, где встречаются и крупные кристаллы гипса [12].

Высокие значения отношения магния к кальцию (более 10) многими ис­ следователями считаются главным фактором, определяющим доломитизацию.

Однако, как подчеркнул Н. М. Страхов, данные об отношениях Mg/Ca недо­ статочны, так как в этих отношениях участвуют не только карбонаты, но и сульфаты Mg и Ca, а осаждение карбонатных соединений контролируется кар­ бонатными равновесиями, которые в регионах современного доломитообразо­ вания еще не изучены.

При изучении древних отложений ассоциацию эвапоритовых минералов с.

доломитом и строматолитами, несущими следы высыхания и растрескивания^ часто рассматривают как отложения типа прибрежной себкхи. Следует подчерк­ нуть, что эвапоритовый диагенетический процесс на себкхах приводит к фор­ мированию доломита на значительном расстоянии от моря, а в осадках сосед­ ней лагуны Абу-Дхаби, соленость в о д которой высокая (до 6,7%), и на мор­ ском мелководье преобладает арагонит ( 8 1 — 8 9 % ) ;

сумма низко- и высокомаг­ незиального кальцита состэвляет 7 — 1 1 %, а содержание доломита не превы­ шает 1,6%.

За последние 5000 лет доломитовые осадки мощностью до 1,5 м, в кото­ рых обычны водорослевые строматолиты и трещины усыхания, образовались на побережье некоторыг. островов Атлантического океана (Канарские, Бага­ м ы ), а т а к ж е в надприливных отложениях о-ва Бонайре (Малые Антильские острова) и на отмелях во Флоридском заливе. Все перечисленные о б ъ е к т »

находятся вблизи северного тропика, и это обстоятельство послужило поводом для пересмотра палеоклиматического значения доломита к а к индикатора арид­ ного климата, поскольку, к а к пишет Ю. П. Казанский [ 1 ], доломит обнаружен в аридной и во влажной тропической зонах. Однако в работах океанологов весь Карибский бассейн, к которому относятся упомянутые местонахождения, рассматривается как уникальный д л я всего Мирового океана регион аридной зоны [ 3 ]. В противоположность доломитовым осадкам побережья Персидско­ го залива, здесь отсутствуют гипс и другие эвапоритовые минералы, харак­ терные спутники доломитов из областей ярко выраженного аридного климата.

Это объясняется тем, что гипс, который мог быть продуктом происходящих реакций, вымывается приливными водами и дождями, обычными в этсй об­ ласти, сочетающей особенности аридного и гумидного климатов.

Доломитизацию некоторых современных рифов, находящихся в Тихом и Атлантическом океанах, связывают с воздействием на карбонатные отложения рассолов, образовавшихся в результате испарения морской воды с чем согла­ суется обогащение их тяжелыми изотопами кислорода.

В осадках холодноводного Гудзонова залива на глубинах юколо 200 м довольно обильны зерна терригенного доломита, поступающего с суши, сложен­ ной карбонатными породами. Такой доломит обнаружен т а к ж е в море Бофор­ та и у берегов Канадского арктического архипелага, где в т я ж е л ы х фракциях осадков доломит составляет 15—40%. К другому типу терригенных карбонатов, тяготеющих к зонам аридного климата, относятся зерна доломита, перенося­ щиеся с эоловой пылью. Таковы, например, зерна доломита (размер 6, 1 — 0,01 мм), обнаруженные в осадках у островов Зеленого Мыса, которые, по-ви­ димому, поступают с Африканского континента, где доломит образуется в пустынных областях при высыхании такыров и образовании карбонатных ко­ рок. В глубоководных отложениях Тихого и Атлантического океанов и в Сре­ диземном море известны редкие находки относительно крупных (0,1—0,8 мм) ромбоэдров доломита и их скоплений. Образование доломита связывают с процессами подводного вулканизма или считают его обломочным [ 6 ].

В лабораторных условиях доломит был получен как первичный минерал и « а к вторичный за счет магнезиального кальцита, который в водной среде.до­ вольно быстро (через два года) превращался в стабильный доломит [ 9 ]. Од­ нако в природе этот процесс протекает медленно. К а к видно на примере от­ ложений Черного моря, время не является решающим фактором в процессе перехода магнезиальных карбонатов в доломит.

В континентальных условиях доломит обнаружен не только в озерных осад­ к а х и в почвах засушливых областей в виде корок, образующихся при испа­ рении грунтовых вод, но и IB пещерных отложениях, где протодоломит, по-ви­ димому, образовался при воздействии богатых магнием подземных вод на ара­ гонит.

Несмотря на большие успехи в изучении современных доломитовых осад­ ков, процессы доломитообразования, происходящие в разных условиях, оста­ ются еще не раскрытыми. Неправомерными представляются попытки выделения какого-либо одного фактора, контролирующего образование доломита (высо­ кие значения отношения Mg/Ca, рН, щелочного резерва, парциального давле­ ния CO 2 ), поскольку данные опытов и наблюдения в природе свидетельствуют совокупном действии ряда факторов и, в частности, о большом значении о структуры щелочного резерва. Пределы колебаний солености вод могут быть значительны, а роль солености оценивается по разному. Одни исследователи считают, что д л я доломитообразования необходимо лишь некоторое повышение солености, подводящее щелочной резерв к тем высоким значениям, какие нуж­ ны для достижения доломитом насыщения в данном растворе (Н. М. Страхов), а другие рассматривают повышенную соленость, наряду с температурой, как основной фактор, определяющий высокую концентрацию магния в растворе и снижающий степень гидратации ионов магния [2, 8 ]. Большое значение био­ генного фактора проявляется как в концентрации магния в скелетах морских животных и слоевищах известковых водорослей, так и в жизнедеятельности фитопланктона И фитобентоса (водоросли и морские травы), которые при ин­ тенсивном фотосинтезе поглощают СОг. Вследствие этого местами на мелко­ водье резко возрастает рН, что способствует осаждению доломита;

таким об­ разом, процесс, обычно называемый хемогенным, по существу является биохе могенным.

Данные об условиях образования современных доломитовых осадков необ­ ходимо учитывать при восстановлении условий образования древних доломи­ тов, но они явно недостаточны для решения общей проблемы доломитообразо­ вания прошлых эпох, где этот процесс был грандиозным по масштабу и осу­ ществлялся в разнообразных обстановках, от которых сейчас сохранились лишь реликты.

Основные генетические группы доломитов. Среди многочисленных типов доломитовых пород, описанных из морских отложений разного возраста, вы­ деляют две основные генетические группы: I — д о л о м и т ы седиментационные и II — доломиты метасоматические.

I. Седиментационные доломиты, рассматриваемые как первичные хемоген ные образования, называются также протогенными, сингенетическими или пластовыми. Последнее название характеризует основную особенность морфо­ логии их тел — выдержанность на больших расстояниях (до первых сотен ки­ лометров). Доломиты этой группы имеют устойчивый химический состав, близ­ кий к нормальному доломиту. Структура породы пелитоморфная или микро и тонкозернистая (обычно менее 0,01 м м ), излом мучнистый;

перекристаллиза­ ция заметно развита лишь в первично пористых разностях (оолитовых, стро матолитовых и д р. ). Отсутствуют кавернозность и следы метасоматического замещения кальцита доломитом. Характерна микрослоистость, часто возника­ ющая за счет появления прослоек глинистого материала;

при возрастании его доломиты переходят в доломитовые мергели. Среди глинистых минералов обычны аутигенные магнезиальные силикаты: |сепиолит, палыгорскит и монт­ мориллонит. Остатки организмов отсутствуют, очень редки или представлены комплексом мелкорослых и тонкораковинных форм, состав которых обедняется по мере возрастания степени доломитности породы. Исключением являются водоросли, которые могут быть породообразующими, поскольку легко приспо­ соблялись к существованию в водах ненормальной соленостью. • П. Метасоматические доломиты и доломитизированные известняки харак­ теризуются весьма неправильной формой тел: гнезда, измеряемые несколькими метрами, с прихотливыми очертаниями, которые секут первичную слоистость;

линзы, иногда пластообразные, протягивающиеся на сотни и тысячи метров, но часто заключающие остаточные участки известняка. В связи с этим содержание доломита на коротком расстоянии может резко меняться от 9 0 — 9 5 % ДО 2 — 3 %. Породы пористы и кавернозны: одни исследователи это объясняют сокра щением объема породы при замещении кальцита доломитов, а другие — осо­ бенностями процесса метасоматоза, в котором сочетаются растворение, заме­ щение и осаждение. Скелетные остатки обычно растворены и от них сохраня­ ются лишь отпечатки, полости и ядра. В шлифах хорошо видны следы мета­ соматоза доломита по кальциту: относительно крупные (0,04—0,20 мм) и проз­ рачные идиоморфные ромбоэдры доломита заключают осадочный пелитоморф ный кальцит, выделяющийся темными пятнами («оспенная» структура). При более полной доломитизации пелитоморфного кальцита остается мало и он до­ вольно равномерно запыляет зерна доломита, которые, плотно срастаясь, об­ разуют неравнозернистую мозаичную структуру. Часто зерна имеют зональное строение: ядро из пелитоморфного карбоната или гидроокислов железа, окай­ мленное чередующимися железистыми и доломитовыми оболочками (Атлас, 1969 г., табл. 158—159). Иногда внутри зерен доломита находятся битум или микрокапельки нефти, служившие центром кристаллизации. Раньше всего под­ вергается доломитизации тонкозернистый кальцит, цементирующий скелетные остатки, затем раковины фораминифер и различный' органогенный детрит, вплоть до члеников криноидей, которые замещаются в последнюю очередь. Та­ кую последовательность доломитизации предположительно объясняют тем, что тонкозернистый кальцит обладает значительно большей реагирующей поверх­ ностью и большей свободной поверхностью и,большей свободной поверхност­ ной энергией, чем крупнозернистый кальцит. Ромбоэдры доломита часто за­ мещают кальцитовые оолиты или (в случае сильного растворения) образуют цепочки зерен по контурам оолитов и раковинного детрита. При высоком со­ держании доломита первичная структура породы обычно стирается полностью и возникает доломит замещения с весьма неоднородной структурой — от тон­ козернистой, почти пелитоморфной, до средне- и крупнозернистой (более 0,5 мм) и едва видимыми «тенями» скелетных остатков. Структура исходного известняка сохраняется лишь в незамещенных участках, а т а к ж е в кремневых конкрециях, образующихся в раннюю стадию диагенеза, где халцедон так хо­ рошо фиксирует тончайшие детали строения раковин фораминифер, что возмож­ но их изучение для определения возраста пород. Некоторые разности метасо матических доломитов, состоящие из хорошо образованных ромбоэдров доло­ мита, близких по размеру (0,05—0,10 мм), имеют излом, напоминающий своей зернистостью и искристым блеском излом песчаника, вследствие чего их в поле часто принимают за песчаники. Такие разности называют песчаниковидными доломитами, Dolomitsandstein (нем.), sable dolomitique (фр.) или saccharoidal dolomite (англ.).

В противоположность доломитам первой группы, часто содержащим боль­ шую примесь глинистого материала, метасоматические доломиты характеризу­ ются очень малым нерастворимым остатком (обычно менее 1%, редко 3 % ), что свидетельствует о большой чистоте карбонатов, подвергавшихся доломитизации.

Отличительной особенностью метасоматических доломитов является т а к ж е то, что состав заключенных в них скелетных остатков не отражает специфики оби­ тания при условиях, отклоняющихся от нормальных морских, а может пред­ ставлять разнообразный бентос, населявший любые известковые фации.

Данные об условиях образования доломитов основных генетических групп.

Д л я всех доломитов первой группы характерны интенсивность и продолжи­ тельность доломитообразования, обусловившие возможность накопления доста­ точно мощных и выдержанных пластов, а т а к ж е приуроченность преимущест венно к мелководным условиям. Но другие факторы, определявшие образова­ ние отдельных типов, существенно различались, что, как отмечалось выше, бы ло в основном следствием общей эволюции геологических и биологических про­ цессов. В докембрии преобладали хемогенные доломиты, п о з ж е превращенные в мраморы;

во многих из них сохранились следы первичных текстур (горизон­ тальная и косая слоистость, трещины усыхания, знаки р я б и ), оолитовая, обло­ мочная и водорослевая структуры, свидетельствующие об образовании н а ' м е л ^ ководье. Большое распространение имели строматолитовые и онколитовые до­ ломиты, возникавшие в результате накопления жарбоната в слоевищах водо­ рослей, хемогенного осаждения, механического улавливания частиц и, возмож­ но, при участии бактерий. В рифее Восточной Сибири подобные образования составляют до 5 0 % по мощности платформенных карбонатных отложений.

Своеобразные структуры доломитов этого типа показаны в Атласе текстур и структур (1969 г.). Водорослевые доломиты имели большое распространение и в палеозое;

позже их роль уменьшалась, но д а ж е в неогене онколитовые и строматолитовые доломиты местами составляют значительную часть карбо­ натных отложений. Вместе с ними встречаются оолитовые хемогенные и обло мочные доломиты, т а к ж е известные из древнейших отложений, и копролитовые доломиты, появляющиеся в палеозое. Уже в докембрии отмечена приурочен­ ность фосфоритов к доломитам и, в частности, к строматолитовым постройкам.

Последнее объясняется тем, что повышение рН в результате жизнедеятель­ ности водорослей способствовало осаждению фосфора [4]. В кембрийском морском бассейне Малого К а р а т а у хемогенное доломитообразование периоди­ чески чередовалось с накоплением фосфатбв и формировались тонкослоистые фосфатно-доломитовые ритмиты, часто претерпевавшие оползание и брекчиро вание. Ассоциация с доломитами вообще характерна д л я богатых П л а с т о в ы. ?

фосфоритов мира.

Особый и широко распространенный тип представляют пластовые доломи­ ты, парагенетически связанные с эвапоритами;

они часто переходят в доломит ангидриты, иногда заключают скопления целестина, флюорита, галита и бора­ тов. Образование их происходило в краевых лагунах, крупных сильно осоло ненных заливах, в краевых частях платформенных морей и во внутриконтинен тальных солеродных морях. Присутствие водорослей, оолитов, трещин усыха­ ния, брекчий взламывания и следов переотложения осадка указывает на мел ководность доломитообразующих зон эвапоритовых бассейнов. Периодические изменения солености обусловливали ритмическое переслаивание доломитов с ангидритом или гипсом, а местами и с галитом. Такие породы с выделением р я д а структурных разностей наиболее полно описаны из кембрийских отложе­ ний Сибирской платформы и данково-лебедянских отложений Русской плат­ формы. В более глубоких и застойных частях некоторых бассейнов отлагались тонкослоистые и темноокрашенные доломиты и ангидриты, иногда битуминоз­ ные. Примером могут служить цехштейновые доломиты Западной Европы.

Пластовые доломиты образовывались и в заливах с пониженной солено­ стью вод, которые имели затрудненное сообщение с открытым морем и при­ нимали много, речных вод, богатых карбонатами и солями магния. Примером являются доломиты алайского и туркестанского ярусов палеогена Ферганы.

В сходных условиях образовались эуриптеровые доломиты силура Эстонии и некоторые миоценовые доломиты юга С С С Р. Пластовая форма залегания при­ суща т а к ж е и доломитным хемогенным осадкам современных солоноватовод ных озер (оз. Балхаш и др.) и их ископаемым аналогам — доломитам юрского»

озера хр. Каратау, миоценовым доломитам Центральной Европы и др. Таким?

образом, древнее хемогенное доломитообразование происходило как при по­ вышенной солености, так и в солоноватоводных бассейнах.

Во второй генетической группе доминируют доломиты замещения и д о л о митизированные известняки, сформировавшиеся в раннем диагенезе;

подчинен­ ное значение имеют образования более поздних стадий. В практике литолого» используется ряд признаков, не имеющих абсолютного значения, но помогаю­ щих выделить метасоматические доломиты, образовавшиеся в разные стадии. бытия породы. Так, раннедиагенетическим доломитам свойственны хорошо вы­ раженные реликтовые структуры по скелетным остаткам, оолитам и др.;

часто растворены только арагонитовые составляющие, но сохраняются крупные каль цитовые раковины. Поры и пустоты имеют небольшие размеры;

размер зерен 0,01—0,05 мм. Характерны переходы по простиранию в доломитовые и чистые известняки, а также своеобразная локализация на дне бассейнов: 1) между зо­ ной с преобладанием пластовых доломитов и зоной известняков с фауной и флорой;

2) в горловинах крупных лагун, в местах поступления менее соленых морских вод;

3) в эфемерных лагунах, среди лабиринта отмелей, где колеба­ ния солености препятствовали длительному и интенсивному доломитообразо ванию. Такая локализация хорошо согласуется с известной концепцией* Н. М. Страхова о седиментационно-диагенетическом образовании метасомати ческих доломитов. По данным Н. М. Страхова, доломитообразование начина­ лось при соленостях воды в 4—4,5% и продолжалось до минерализации около 15%, когда начинается садка гипса.

Следует отметить, что после описания диагенетического доломита в отло­ жениях себкхи на побережье лагун Персидского залива аналоги таких до­ ломитов были обнаружены из многих отложений;

убедительными примерами являются своеобразные типы пород из перми Днепровско-Донецкого прогиба и пестроцветные доломитовые породы с гипсом и ангидритом из силура При­ балтики.

Д л я многих эпигенетических доломитов характерна приуроченность к тре­ щинам, зонам трещиноватости и разломам. В США установлен особый текто­ нически контролируемый тип доломитов замещения (T-dolostones);

некоторые из них 'ассоциируются с рудами свинца и цинка и характеризуются очень вы­ сокой проницаемостью.

Эпигенетически Т-доломиты, не связанные с рудами, описаны из кембрий­ ских, ордовикских, нижнедевонских и нижнекаменноугольных отложений США.

Отмечено, что в ордовикских эпигенетических доломитах нет следов первич­ ной структуры осадка, хорошо сохраняющейся в известняках, примыкающих к доломитизированной зоне. Изотопный анализ показал обогащение этих до­ 18 ломитов тяжелыми изотопами кислорода ( O) и углерода ( C). Это рассмат­ ривается как доказательство того, что доломитизация осуществлялась рассо­ лами, претерпевшими испарительную концентрацию, а не связана с магмато генными процессами. В других случаях тектонически Контролируемый доло­ мит считают гидротермальным.

Метасоматическая доломитизация с сульфидной минерализацией, приуро­ ченная к тектоническим нарушениям и зонам дробления, была обнаружена в ордовикских известняках Прибалтики;

она связывается с воздействием восхо­ дящих магнезиальных вод [5, 13]. Развитие эпигенетической доломитизации •вдоль бо­ вертикальных разрывов я субрегиональных разломов подтверждено л е е поздними работами в Прибалтике и в Белоруссии. Доломит замещения в рых­ значительных количествах образовывался и в процессе карбонатизации лых песчаных отложений, происходившей при подъеме восходящих термаль­ ранне ных вод по разрывным нарушениям. Эпигенетическая доломитизация каменноугольных известняков Московской синеклизы и Волго-Уральской об­ ласти предположительно связывается с воздействием минерализованных вод, подымающихся по зонам трещиноватости или разломам девонских и протеро­ зойских отложений.

Н. М. Страхов при обсуждении проблем доломитизирования отмечал, что а природе нет источника магния, за счет которого могла бы происходить эпи­ генетическая доломитизация. Ими были произведены расчеты, опровергавшие возможность интенсивной доломитизации как растворами, проникавшими свер­ ху в толщу известняков карбона, так и солеными межкристальными водами, просачивающимися через породы;

был сделан вывод, что подавляющая масса доломитов имеет седиментационно-диагенетическое происхождение. Однако за более возможность и масштабы доломитизации счет вод, восходящих из глубоких горизонтов, пока не оценены.

Весьма сильное воздействие на карбонатные породы оказывают подземные воды, богатые углекислотой, которые приобретают свойства кислоты, разла­ гающей силикаты и алюмосиликаты и способны извлекать магний из них и из первичных доломитовых пород. К классу углекисло-углеродных вод относятся нефтяные воды, часто имеющие высокую температуру. При проникновении их в известняки в стадию катагенеза (в понимании Н. Б. Вассоевича), когда преобразование породы происходит под влиянием возрастающей температу­ ры, давления и изменения химического состава флюидов в результате взаимо­ действия различных смежных пластов, осуществляется процесс доломитового метасоматоза и образуется пористая и кавернозная Порода с высоким содер­ (до 7 6 % ). Проявления т а к о й доломитизации локальны;

на­ ж а н и е м доломита пример, в отложениях палеогена Ферганы они по мощности (до 12 м) соизме­ нефтеносных горизонтах э т о г о ре­ римы с мощностью продуктивных слоев в гиона, прослеживаются на сотни метров и, по-видимому, контролируются тектоническими структурами.

В оценке масштаба эпигенетической доломитизации мнения резко расхо­ дятся: одни авторы утверждают, что за счет перечисленных выше источников магния возникают лишь прожилки доломита, небольшие пятна заполнения тре­ щин й пор (Н. М. С т р а х о в ), другие считают, что образуются крупные гнездо образные и пластообразные тела и линзы. Размер их колеблется от немногих метров до нескольких сотен метров или до нескольких километров. Огромные и протяженностью до 200 км доломитизированные тела мощностью до 160 м описаны в нижнекембрийских отложениях Сибири. Весьма крупные массивы древних рифов часто почти нацело доломитизированы, что, как показал В. Г. Кузнецов [ 2 ], не может быть объяснено процессами первичного и седи ментационно-диагенетичского осаждения магния.

Своеобразным типом эпигенетических доломитов являются доломиты, при­ уроченные к поверхностям стратиграфических перерывов.

Среди доломитов замещения имеются разности, формирование которых связано с процессами гипергенеза. В отложениях, представленных доломитами и ангидритами, гипергенные процессы даже в нижних частях зоны приводят к замещению сульфатов !доломитов (деангидритизация, по Я. К- Писарчик)..

При этом доломит наследует тонковолокнистую структуру ангидрита или фор­ му его удлиненных кристаллов с гранями призмы.

На дневной поверхности гипергенные доломиты (замещения развиваются?

вдоль трещин отдельности в известняках и от них распространяются к центру глыб, так что местами остаются лишь небольшие (участки неизмененного из­ вестняка.

Изменения доломитов и доломитизированных известняков в зоне выветри­ вания. Сложные гипергенные процессы, происходящие при взаимодействии в о д и пород в зоне выветривания, приводят не только к замещению доломитом сульфатов и известняков, но и к дедоломитизации (раздоломичиванию) доло­ митов, их растворению, и дезинтеграции, реже окремнению и ожелезнению.

Дедоломитизация распространена довольно широко, но редко распознается.

Большинство исследователей считает, что этот процесс связан только с зоной выветривания, где воды, несущие сульфат кальция, действуют на доломит, по обратной реакции Гайдингера: CaCO 3 M g C 0 3 + C a S 0 4 = 2 C a C 0 3 + M g S 0 4.

Доломиты тяготеют к наиболее проницаемым частям пластов и развивают­ ся вдоль трещин, jno поверхностям наслоения, вокруг каверн и пор;

нередко»

залегают в виде жил, секущих пласты значительной мощности. Такое залега­ ние и присутствие в некоторых местах налетов сернокислого магния,служит подтверждением тому, что раздоломичивание происходило после образования трещин и осуществляется сейчас. При интенсивном развитии процесса образу­ ются псевдобрекчии замещения доломита известняком, в которых остаточные участки доломита имеют вид обломков, а находящийся между ними новообра­ зованной кальцит выглядит как цемент. Но, в отличие от истинных брекчий, псевдообломки совершенно не смещены, и их слоистость иногда улавливается в новообразованном кальците, что позволяет восстановить первичный облик породы. Обычно псевдообломки менее крепки, чем вторичный кальцит, и, Ьы ветриваясь, превращаются в доломитовую муку, которая легко удаляется;

на месте ее образуются углубления и,обнажается «каркас» дедоломита, образо­ ванный крепким вторичным известняком. В обнажениях эти породы выделя­ ются своей неоднородностью: пласт то слагается тонкозернистым доломитом, то замещается (брекчиевидной породой, то почти нацело переходит в крепкий известняк с блестящим изломом, иногда мраморовидный. Микроструктура раз­ ных стадий раздоломичивания полно описаны В. Г. Махлаевым, В. С. Сороки­ ным и И. В. Хворовой;

для этих пород характерны в той или иной степени растворенные зерна доломита, заключенные в крупнокристаллический (до 1,5 мм) кальцит.

В зоне активного обмена десульфатизация обычно опережает дедоломитиза цию, происходит интенсивное растворение гипса, что приводит к образованию вторичных брекчий. Среди них различают брекчии заполнения трещин, расши­ ренных карстом, и брекчии обрушения кровли полостей. В последних местами обломки располагаются так, что напоминают косую слоистость и их м о ж н о спутать с краевыми рифовыми брекчиями. Наибольшей интенсивности дедоло­ митизация и образование брекчий обрушения достигают в зонах повышенной трещиноватости. В самых верхних частях зоны -выветривания под влияниемг почти пресных поверхностных вод с преобладанием аниона H C O 3 ' происходит растворение кальцита и в дедоломитах возникают каверны с доломитовой му­ кой, образовавшейся из реликтовых зерен доломита. Так проявляются конеч н ы е стадии гипергенеза — выщелачивание и декальцитизация пород. ^Переход в мучнистое состояние свойствен только доломитам;

эта их особенность, как показывают структурные исследования, определятся строением кристаллической решетки. Доломитовая мука может образовывать залежи мощностью до 40 м [13].

В. Г. Махлаев (1964 г.), основываясь на экспериментах О. К. Янатьевой и своих наблюдениях, допускал, что дедоломитизация • могла происходить под воздействием не только сульфатных вод, но и углекислых. Это подтверждает­ ся нахождением раздоломиченных пород в палеогене Ферганы, которые по микростроению сходны с обычными дедоломитами, но отличаются тем, что раз доломичивание захватило нефтеносные известняки, ранее претерпевшие доло­ митизацию. Доломитизация и раздоломичивание рассматриваются здесь как последовательные этапы воздействия на породы нефтяных вод, менявших во времени свой состав в зависимости от протекающих реакций, разного давле­ н и я газов, степени сообщения с дневной поверхностью и другими факторами ![Ю].

Из приведенных далеко не полных данных видно, что [группа пластовых.доломитов и особенно группа метасоматических доломитов включают генети­ чески весьма разнородные образования, выяснение происхождения которых нередко крайне осложнено из-за развития эпигенетических процессов, сильно и с к а ж а ю щ и х первичный облик пород. Достижения ренгеноструктурного и изо­ топного анализов-и изучения рассеянных элементов (Sr и др.), освещенные в !работах последних лет, позволяют н а д е я т ь с я на широкое использование их при шыяснении генезиса доломитов. Д л я распознавания доломитов разного проис­ хождения новые возможности открывает т а к ж е люминесцентный анализ, при­ мером чего могут быть результаты изучения доломитовых пород карбона Юж­ ного Тимана. З а с л у ж и в а е т внимания и- метод длительного свободного водона.сыщения доломитов, еще недостаточно апробированный. Однако все эти мето­ ды исследования д о л ж н ы применяться к материалу, предварительно хорошо изученному петрографически и фациально. 1H. М. Страхов (1957 г.) отмечал, •что при геохимических исследованиях оперирование только статистическими д а н н ы м и, без учета фациальной природы изучаемого материала, должно быть решительно отвергнуто, так как может создавать превратные представления.

Необходимость первоначального изучения обстановок осадконакопления реко­ мендует и Д ж. Уилсон, предложивший развернутую программу изучения кар­ бонатных пород.

При проведении фациального анализа в связи с изучением доломитов большое значение имеют палеоэкологические данные. Они использовались мно­ гими исследователями д л я реконструкции условий образования первичных до­ ломитовых осадков и выявления вторичных доломитов и послужили основа­ нием для выделения эпигенетических доломитов среди карбонатных пород па­ леогена Ферганы [10], а т а к ж е среди нижнекаменноугольных доломитов Мос­ ковской синеклизы, которые А. Б. Ронов считал седиментационными и ранне диагенетическими.

Оценка палеоэкологических критериев неоднозначна: высказано суждение, что они не имеют значения при решении вопроса об эпигенетической доломи­ тизации (Н. М. Страхов) и, наоборот, приведены новые факты, подтверждаю­ щие важность палеоэкологических данных для выявления эпигенетической доломитизации [5].

Анализ развития представлений о генезисе доломитов д а н Н. М. Страхо­ вым, а ранее взгляды р я д а исследователей критически обсуждались им во мно­ гих публикациях и вызывали дискуссию. Авторы почти всех рассмотренных Н. М. Страховым исследований изучали каменноугольные и пермские отложе­ ния Русской платформы, которые принадлежат к числу наилучше изученных в СССР. Тем не менее существуют разные представления об условиях и вре­ мени образования доломитов этого региона.

Очень слабо изученными остаются доломиты геосинклинальных формаций, которые, в отличие от доломитов платформенных областей, сильно перекрис таллизованны и мраморизованы, иногда заключают пластообразные залежи магнезита и часто содержат значительную примесь вулканогенного и терри­ генного материала. В геосинклиналях известны сильно доломитизированные рифовые массивы с остатками разнообразного бентоса [ 5 ]. При сравнении рас­ пределения доломитов и известняков по крупным геотектоническим структу­ рам намечается преобладание доломитов на платформах [ 2 ].

Применение доломитов в народном хозяйстве и связь их с другими полез­ ными ископаемыми. Главным потребителем доломитов и доломитизированных известняков является черная металлургия, где эти породы используются в ка­ честве огнеупорного материала, флюса и руды на магний. В промышленности строительных материалов доломит идет на производство магнезиального це­ мента, термоизоляционных материалов, извести, а т а к ж е на облицовочный материал и строительный камень, высокопрочный цемент и др. При изготов­ лении стекла доломит вводится в состав шихты как магнезиальный компонент, повышающий химическую стойкость и механическую прочность стекла. Доло­ миты, содержащие ничтожную железистую примесь, используются в производ­ стве глазурей для фарфора. В химической промышленности из доломита полу­ чают карбонат магния, магнезиальных солей и фармацевтические препараты.

В небольших количествах доломит используется в резиновой, кожевенной и бу­ мажной промышленности, в абразивном производстве, а т а к ж е в сельском хо­ зяйстве для известкования кислых почв.

Установлено, что в ранней стадии аридного литогенеза доломитообразова­ ние сопровождается.осаждением меди, свинца и цинка (я рудных концентра­ циях), тогда как для поздней стадии характерна ассоциация доломита с галитом и сульфатами. Выше при описании седиментационных доломитов была отмече­ на связь фосфатонакопления с доломитообразованием, приводившая к форми­ рованию пластовых высокопроцентных фосфоритов. Образование некоторых эпигенетических месторождений урана, меди, свинца, цинка, ванадия и других металлов часто сопровождается весьма значительной доломитизацией. Вторич­ ные преобразования карбонатных пород существенно влияют т а к ж е на порис­ тость и проницаемость пород, вмещающих крупные нефтяные и газовые зале­ жи. Карбонатные породы не являются инертными вместилищами нефти и неф­ тяных вод, но за время своего бытия, в зависимости от состава растворов, насыщенности их газами и термодинамических условий, они неоднократно из­ меняют состав карбонатных минералов и физические свойства (пористость, проницаемость, крепость) и обогащаются вновь образующимися минералами.

Изучение вторичных преобразований, включающее многообразные и сложные процессы эпигенеза и гипергенеза, представляет лишь часть крупной общей проблемы взаимодействия подземных вод и пород, которая требует согласован­ ной коллективной работы разных специалистов — литологов, палеоэкологов, 11- геохимиков, нефтяников, гидрогеологов и тектонистов и становится одной и а важнейших задач литологии.

Самые последние концепции и модели доломитизации, распространенные;

за рубежом, изложили D. Н. Zenger и J. В. D u n h a m (1980 г.). Интерес к доло­ миту обусловлен также связью с з а л е ж а м и углеводородов и оруденением. Осо­ бенностью доломитов является разнообразие их типов и способов образования.

В начале 70-х годов было показано, что доломитизация известковых осадков может вызываться поровыми водами с почти нормальными соленостью и отно­ 2+ 2+ шением Mg ZCa и происходить в зоне смешения соленых и пресных вод..

Тем не менее, остается фактом существование ассоциаций доломитов с эвапо ритами. Большинство американских исследователей разделяет точку зрения о.

том, что основная масса доломитов является продуктом замещения и образует­ ся путем растворения — осаждения. Многие аспекты проблемы доломитообразо­ вания остаются до сих пор неясными. Это прежде всего геохимия и минерало­ гия доломитов. При изучении доломитов нельзя переоценивать значение их современных аналогов.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Казанский Ю. П. Седиментология. Новосибирск, Наука, 1976. 272 с.

2. Кузнецов В. Г. Геология рифов и их нефтегазоносность. M., Недра, 197Sv 304 с.

3. Лисицын А. П., Емельянов Е. M., Ельцина Г. Н. Геохимия осадков Ат­ лантического океана. Карбонаты и кремнезем. Новосибирск, Наука, 1977. 256 стр..

4. Никольская Ю. П., Гордеева Г. Н. Физико-химические исследования ус­ ловий формирования доломита в природе. — В кн.: Доклады 1-го Междунар.

геохим. конгресса. Т. IV. Кн. 1, M., 1973, с. 314—325.

5. Опыт изучения вторичных изменений в карбонатных породах Прибал­ тики и Белоруссии. Таллин, Изд-во АН Эст. ССР, 1977.

6. Остова А. И., Вельская Т. Н. Палеоэкологические критерии для вывле ния эпигенетических, изменений карбонатных пород и некоторые особенности, этих изменений (на примере отложений палеогена Ферганы). — Бюлл. МОИП,.


отд. геол., вып. 1, 1975, с. 6 8 — 8 1.

7. Осипова А. И. О классификации карбонатных пород и их генетической интерпретации. — В сб.: Проблемы литологии и геохимии осадочных пород и.

руд. M., 1975, с. 260—277.

8. Патрунов Д. К-, Голубовская Т. Н. Современное карбонатообразование. — О б щ а я геология, том 7. M., Наука, 1976. 99 с.

9. Пачугин М. С, Пуура В. А., Вингисаар П. А., Эрисалу Э. К. Региональ­ ные проявления метасоматической доломитизации в связи с тектоническими на­ р у ш е н и я м и. — Советская геология, 1976, № 10, с. 78—90.

10. Полонская Б. Я-, Розонова Е. Д., Андриянова А. Г. Постседиментацион ные изменения нефтеносных карбонатных отложений Русской платформы. M., Наука, 1975. 104 с.

11. Постседиментационные изменения карбонатных пород и их значения для историко-геологических реконструкций. Ред. Кузнецов В. Г., M,, Наука, 1980.

96 с.

12. Силаев В. И. Перекристаллизация карбонатных пород при э п и г е н е з е. — Д о к л. АН СССР, 1974, 216, № 2, с. 414—417.

13. Тимофеев П. П., Холодов В. П., Копорулин В. И. Проблемы л и т о л о п ш на IX Международном седиментологическом конгрессе, Ницца (Франция), 6 — 12 июля 1975 г. — Литол. и полезн. ископаемые, 1976, № 2, 453—158.

14. Уилсон Дж. Л. Карбонатные фации в геологической истории. Перев. с англ. Ред. В. Т. Фролов. M., Недра, 1980, 463 с.

Глава КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ Классификация и. номенклатура. Породы, основной составляющей которых я в л я е т с я аутигенный кремнезем (свободный и водный), определяют как крем­ нистые, или силициты. Д л я них было предложено несколько классификаций.

Широкое распространение получила классификация Г. И. Бушинского, детали­ зированная в специальной работе, посвященной текстурам и структурам крем­ нистых пород.

Все силициты подразделяются на две группы: опал-кристобалитовую и хал­ цедон-кварцевую.' Между ними существуют переходные разности, но тем не менее эти группы довольно четко обособлены, и в палеозое представители пер­ вой практически отсутствуют. Кремнистое вещество имеет не только разный минеральный состав, но и различную структуру: 1) колломорфную в том или ином выражении, 2) кристалломорфную и 3) промежуточную — колломорфно кристалломорфную и субкристалломорфную. Этот ряд отражает процесс рас " кристаллизации кремнезема в связи с изменением его минеральной формы.

Главными факторами, влияющими на степень и характер раскристаллизации, являются время и глубина погружения (геотермический градиент).

По структурным признакам сами силициты разделяются на абноморфные (органических остатков нет или немного), биоморфные* и обломочные. Абно­ морфные — представлены тремя типами, отличающимися преобладанием одной из упомянутых структурных разновидностей кремнистого вещества. Биоморф­ ные силициты — это диатомиты, силикофлагеллиты, радиоляриты и спонголи ты. Среди силицитов есть и органогенно-детритовые разности, но хорошо уста­ навливаются они только в спонголитах, другие же органические остатки на­ столько малы, что их детрит почти не различим. Вследствие этого нет необхо­ димости выделять в классификационной схеме раздел органогенно-детритовых пород. Обломочные силициты включают различные гранулометрические разно­ сти: от брекчий и конглобрекчий до крупнозернистых алевролитов. Они состо­ ят из обломков кремнистых пород, сцементированных кремнеземом. Очевидно, такие монолитные кремнеобломочные породы следует включить как особое под­ разделение в группу силицитов, подобно тому как обломочные известняки вклю­ чают в группу карбонатных пород.

На основе перечисленных признаков составлена классификационная схема (табл. 11-1). От прежних она отличается главным образом уточнением струк­ туры кремнистых пород выделением нового подразделения — обломочных си­ лицитов.

Кремнистые породы часто содержат примеси, поэтому кроме основной клас­ сификации необходима дополнительная, о т р а ж а ю щ а я их состав и количество.

Эта классификация должна быть в принципе сходна с даваемой для других осадочных пород. К силицитам обычно относятся породы, содержащие свобод­ ного кремнезема 5 0 % и более. Примесь в количестве 1 0 % в названии поро­ ды не отмечается, примесь в больших количествах выражается соответствую­ щим прилагательным — например, глинистый или пеплистый силицит;

когда * В структурном смысле лучше употреблять термин «биоморфный», чем «органогенный»

(обычно принятый), так как последний отражает генезис, а не структуру, которая часто исчезает при перекристаллизации кремнистого вещества.

11- Таблица Классификация седиментационных кремнистых пород Общая струк­ Минеральный состав крем­ Микроструктура основной массы Название породы незема кремнезема тура Трепел Глобулярная, агрегатно-глобуляр ная, огустковая, леписферная Опока Абиоморфная Терекристаллизованная опо­ Глобулярно-кристалломорфная, аг ка (опоковидный силицит, регатно-кристалломорфная порцелланит) Опал-кристобалйтовый Гейзерит Колломорфная, агрегатно-глобу лярная Диатомит Хлопьевидная с глобулями и чер вячкообразными телами ?

Силикофлагеллит Биоморфная Радиолярит (радиоляриевая Те же, что в опоках и порцелла земля) нитах ?

Спонголит, спикулит Обло­ моч­ Опоковая брекчия Как и у опок ная Фтанит Агрегатно-кристалломорфная, суб с кристалломорфная реликтами Абиоморфная глобулярной Фтанитоид и др. кремни Агрегатно-кристалломорфная, суб кристалломорфная, участкам»

Халцедон-кварцевый кристалломорфная Яшма, новакулит Кристалломорфная Радиолярит (радиолярие­ вые яшма, фтанит, фтани­ Биоморфная тоид и др.) Та же, что в фтанитах, фтаиито идах, яшмах и др. кремнях, но Спонголит (спонгиевые яш­ более неоднородная ма, фтанит, фтанитоид и др-У Кремниевые брекчии,, кон­ Та же, что в биоморфных силици­ мочная Обло­ гломераты, гравелиты, пес­ тах чаники,, алевролиты примеси или сильно 25% породу можно определять к а к сильно глинистый и пеплистый силицит (синоним туфосилицит). Если примесь двухкомпонентна оба компонента составляют 1 0 %, они вводятся в название породы в порядке, обратном содержанию (например, песчано-глинистый силицит).

в распространены Кроме седиментационных силицитов природе широко постседиментационные, представленные конкрециями, линзами и гнездовидны ми образованиями.

Номенклатура кремнистых пород создана основе заранее разрабо­ не на классификации, постепенно, по мере изучения регио­ танной она возникала нального материала и установления характерных типов (яшмы, фтаниты и т. д. ). Это привело к появлению синонимов (опока, порцелланит) и несколько разному толкованию одних и тех же терминов (например, кремень). Попытки упорядочить номенклатуру встречают трудности, и работа в этом отношении не завершена. Тем не менее, большинство традиционных наименований в ы д е р ж а л о испытание временем. Не все типы кремнистых пород, однако, обладают приз­ наками, резко выделяющими их среди других, поэтому широко' пользуются терминами общего значения. В нашей литературе это — силицит, кремень* или относят к твердым разно­ кремнистый сланец;

два последних термина обычно стям преимущественно халцедон-кварцевого состава. В зарубежной литературе широко применяется термин chert;

иногда он используется для всех кремнистых пород, но существует тенденция ограничить его применение халцедон-кварце­ выми разностями (chert-s. s t r ), опал-кристобалитовые же называть порцелла нитами.

Седиментационные силициты. обра­ Происхождение и условия зования. При рассмотрении генезиса силицитов возникают две проблемы:

и трансформация их в литифицированные происхождение кремнистых осадков породы.

Первая проблема имеет три аспекта: 1) источник кремнезема, I) способ его перехода в твердую фазу и 3) физико-географическая обстановка кремненако ления.

SiO 2 являются: суша 1. Источником (вынос растворенного кремнезема ре­ к а м и ), магматические очаги и сами воды морей и океанов, содержащие огром­ ные массы «обезличенного» кремнезема, утратившего связь с первичными ис­ точниками.

2. Переход SiO 2 в осадок возможен и биогенным, и хемогенным способом;

последний большинством литологов сильно ограничивается или д а ж е отрицает­ ся на основании того, что современная гидросфера резко недосыщена кремне­ земом. Растворимость аморфной SiO 2 при обычной температуре 100—140мг/л, а содержание в морской воде от 0,1 до 10 мг/л;

в иловой воде концентрация SiO 2 в несколько раз выше, но и здесь не достигает обычно насыщения по от­ ношению к аморфной фазе, хотя в 5—7 раз выше равновесия растворимости кварца. Эксперименты показали, что гидроокислы некоторых металлов способ­ ны соосаждать кремнезем из разбавленных растворов;

при этом образуются гидроокислы силикатов, диагенетическое преобразование которых может при­ вести к освобождению SiO 2. Несомненно такой процесс существует, но едва ли * Некоторые исследователи кремнями называют только конкреционные силициты, дру« гие.употребляют этот термин более широко, определяя им все твердые кремнистые породы.

Последнее прочно вошло в литературу, поэтому если из текста неясно, надо указывать, о конкреционных или пластовых силицитах идет речь.

он способен обеспечить накопление мощных толщ высококремнистых пород.

Если считать, что гидросфера прошлых геологических эпох была столь же не досыщенной кремнеземом, что и сейчас, то хемогенная садка в больших масш­ табах была невозможной, за исключением особых условий (близость к местам высачивания гидротерм). Существуют данные, что до массового расцвета ди­ атомовых водорослей, сильнейших извлекателей SiO 2, содержание последнего в гидросфере должно было быть выше и, следовательно, легче могли созда­ ваться условия для хемогенного кремненакопления. Таким рубежом считается середина мезозоя.


3. Обстановка кремненакопления разнообразна: это — океаны, моря и озе­ ра. В каждой из них для образования высококремнистых накоплений необхо­ димо не только поступление больших масс кремнезема в осадок, но и малое разбавление другими веществами. Особое значение имеет разделение кремнисто­ го и карбонатного материала. Три причины этому способствуют: климатические условия, батиметрия и подводный вулканизм (вынос CO 2 и других кислых га­ з о в ). В разных случаях каждый из этих факторов приобретает определяющее значение.

Океаны с их краевыми морями и заливами являются главной областью со­ временного кремненакопления. Высококремнистые осадки приурочены к трем широтным поясам: южному циркумполярному (главный пояс), северному Тихо­ океанскому и экваториальному, прослеживаемому в Тихом и Индийском оке­ анах [ 3 ]. Всюду здесь кремненакопление связано с зонами высокой биологиче­ ской продуктивности, что обусловлено подъемом глубинных вод, богатых пита­ тельными веществами (зоны дивергенции). Кроме того аккумуляция кремнезе­ ма наблюдается локально, главным образом у западных окраин континентов, тоже в связи с дивергенцией. На распределение кремнистых осадков в пределах поясов кремненакопления влияет батиметрия: выше уровня карбонатной ком­ пенсации (4600—4700 м) высококремнистые осадки исчезают, уступая место известковым. Источником S 1 O 2 являются сами воды океана. Отложение крем­ незема происходит в основном биогенным путем. При этом главное значение имеют диатомовые водоросли, образующие осадки во всех трех поясах. Второе место занимают радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые илы, распростра­ ненные в основном в экваториальном поясе. Все это преимущественно пелаги­ ческие образования, хотя известны и неритические диатомовые, обогащающие шельфовые отложения кремнеземом. Меньшее значение имеют кремнегубковые осадки, развитые локально на шельфе, обычно в пределах поясов кремненакоп­ ления.

В последнее время на количественной основе представлена модель совре­ менного накопления аморфного кремнезема в пелагиали Тихого океана (Бог­ данов и др., 1980).

Бурение в океанах показало, что в неогене размещение кремнистых осад­ ков было близким к современному, а в палеогене и мелу хорошо прослежен сейчас лишь экваториальный пояс, простиравшийся в Атлантику.

Среди морских кремнистых пород, развитых в пределах континентальных блоков, различаются платформенные и геосинклинальные.

В платформенных бассейнах было два главных ареала кремненакопления.

В мезо-кайнозойских морях (мел-палеогеновых), лучшими примерами которых являются Южнорусский и Западносибирский бассейны, кремнистые осадки от­ лагались в мелководной периферической зоне, окаймлявшей низменный конти нент и острова. К берегу они сменялись песками, а в глубь бассейна либо гли­ нистыми, либо известковыми осадками. В целом кремненакопление тяготело к северным участкам, сменяясь в южном направлении карбонатообразованием, что отражает влияние климатического фактора на разделение этих седимента ционных процессов. По поводу происхождения рассматриваемых силицитов су­ ществуют разные взгляды. Одни считают их биогенными, другие — частично хе могенными;

появилось т а к ж е представление, что некоторые разновидности си­ л и ц и т о в — это измененный пепел [ 4 ]. В палеозое закономерности размещения платформенных кремнистых осадков были иными. Они обычно приурочены к краевым частям платформ и латерально связаны с геосинклинальными крем­ нистыми формациями.

В геосинклиналях известны две главные обстановки кремненакопления, со­ ответствующие разным стадиям геосинклинальным развития.

Во-первых, это бассейны ранних стадий*, для которых характерны подвод­ ные излияния основных л а в. Кремнистые породы и эффузивы образуют пара генез, известный во всех палеозойских и раннемезозойских геосинклиналях.

Планетарные закономерности размещения силицитов здесь иные, чем современ­ ных кремнистых осадков. Они сосредоточены не в широтных поясах, а распо­ лагаются в соответствии с положением геосинклиналей;

часто это меридиональ­ ные зоны (Кордильерская, Аппалачская, Уральская). Силициты представлены радиоляритами, реже спонголитами, чередующимися с кремнистыми породами, не содержащими органических остатков. Батиметрический диапазон кремнена­ копления большой, но преобладали относительно глубоководные пелагические условия. Вулканогенный источник SiO 2 играл существенную роль в формиро­ вании силицитов, возникавших и биогенным, и хемогенным способом. Харак­ терно широкое развитие бескарбонатных силицитов, чему очевидно способство­ вало поступление кислых вулканических газов, а иногда и преобладание глу­ боководных условий.

Во-вторых, кремнистые осадки в большом количестве появлялись в бас­ сейнах, располагавшихся рядом с островными вулканическими дугами, постав­ лявшими много пирокластики. Примером являются мезозойские и третичные от­ ложения Тихоокеанского обрамления. Кремнистые породы здесь чаще представ­ лены диатомитами и продуктами их изменения, реже радиоляритами. Они чередуются с туфами и сами часто обогащены пирокластикой. Формировались отложения в батиальных и шельфовых условиях. Источником SiO 2 могли быть как морская вода, так и вулканогенные продукты (гидротермы, тонкая пиро кластика).

Большая новая информация о геосинклинальных кремнистых породах, их составе, происхождении и закономерностях размещения дана в работе коллек­ тива авторов [ 5 ].

Озерное кремненакопление связано, во-первых, с пресноводными водоемами послеледникового ландшафта и, во-вторых, с озерами (запрудными, кальдер ными) областей активного вулканизма. В первом случае это диатомиты, во втором, кроме того, хемогенные отложения.

Вторая проблема-—трансформация кремнистых осадков в твердые породы:— обратила на себя особое внимание в связи с обработкой материалов океани­ ческого бурения. Появилась возможность наблюдать в едином разрезе посте * В последнее время эти стадии стали определять как океанические.

пенный переход современных биогенных илов в литифицированные еилициты.

Большую популярность приобрела гипотеза «вызревания» ( m a t u r a t i o n ), соглас­ но которой биогенный аморфный кремнезем в диагенезе переходит в неупоря­ доченный кристобалит (опал и люссатит), замещающийся в катагенезе халцедо­ ном и кварцем. Процесс этот, таким образом, двустадийный. Была сделана попытка примерно оценить продолжительность каждой стадии на основании данных бурения. П е р в а я стадия охватывает по крайней мере 20—50 млн. лет, вторая — около 70—90 млн. лет. Трансформация опала в кварц через кристо балитовую стадию была воспроизведена и экспериментально. Главными фак­ торами, определяющими скорость минеральных превращений, являются темпе­ ратура и время. Одни исследователи считают, что оба превращения осущест­ вляются путем инверсии в твердом виде, другие — что по крайней мере первое связано с растворением опала и выпадением из поровых растворов неупорядо­ ченного кристобалита.

Хотя механизм трансформации аморфного кремнезема в кристаллический не вполне ясен, но, по-видимому, оба способа трансформации могут иметь ме­ сто в природе.

Главные типы пород. В опал-кристобалитовой группе выделяются следующие типы пород.

Опоки* — относительно плотные и твердые породы (ноготь не оставляет черту или последняя выражена слабо;

острый металлический предмет царапает п о р о д у ) ;

они имеют разную окраску: белую, серую, почти черную, коричневую и зеленую разных оттенков. Выделяются две разновидности, связанные посте­ пенным переходом: «нормальные опоки» и «окремнелые опоки». Первые — тон­ 3 копористые, легкие (средняя плотность 1—1,6 г/см, обычно 1,2—1,3 г/см ) с полураковистым изломом, вторые — плотнее и тверже (средняя плотность 1,4— 1,8 г/см ), «звонкие» с раковистым изломом;

в их составе появляются халцедон и кварц.

Микроструктура опок: глобулярная, агрегатно-глобулярная, сгустковая, но в некоторых разностях (преимущественно геосинклинальных) появляются крис талломорфные участки. Изучение опок с помощью сканирующего микроскопа показало, что часто глобули состоят из тонких (30—50 нм) пластинчатых крис­ таллов люссатита (рис. 11-1);

такие образования получили название «ежиков», или леписфер. В. И. Муравьевым было установлено, что кристаллы образуют лишь внешнюю оболочку, ядра же леписфер состоят из опала. Органических остатков в опоках обычно мало. М е ж д у типичными опоками и биоморфными ппал-кристобалитовыми породами существуют переходы.

Содержание кремнезема колеблется в больших пределах (50—85% и вы­ ше) из-за разного количества примесей. Из аутигенных минералов характерны монтмориллонит, глауконит, пирит и цеолиты.

Трепелы по существу являются разновидностью опок, обладающей мень­ шей средней плотностью (0,7—1,2 г/см ). Микроструктура их глобулярная, с хо­ рошо выраженными леписферами. Органических остатков нет или мало. Со­ держание SiO 2 колеблется в больших пределах, но обычно не превышает 7 0 — 7 5 %. Примесь та же, что в опоках.

* В зарубежной литературе, особенно американской, термина опока нет;

более мягкие их разности относятся к трепелам, более твердые, фарфоровидные определяются как пор»

целланиты.

Диатомиты — белые, желтовато-серые и темно-серые мягкие, тонко порис­ тые, с землистым изломом, состоящие из мельчайших (0,01—0,2 мм) панцирей диатомей, количество которых в наиболее чистых разностях достигает 30— 3 70 млн в 1 см. Средняя плотность от 0,21 до 1 г/см ;

на её увеличение влияют глинистая примесь и степень изменения створок диатомей. Образованы породы опалом и крлстобалитом. При электронномикроскопическом изу чении видно скопление мельчай­ ших глобуль внутри створок (на­ чало превращения органических остатков в глобулярный кремне­ зем). Пространство между створ­ ками представляет собой колло морфную массу. Содержание SiCb достигает 80—95%, особенно вы­ соко оно в диатомитах вулкани­ ческих озер. Кроме чистых диато­ митов встречаются глинистые и пеплистые разности.

Силикофлагелиты — легкие (средняя плотность 0,9—1, г/см ), светло-серые и коричнева­ то-серые породы, в которых глав­ ным породообразующим компо­ нентом являются кремневые жгу­ тиковые водоросли (силикофлаге­ литы);

вместе с ними часто при­ сутствуют диатомей. Этот тип си лицитов установлен недавно [1].

Радиоляриты опал-кристоба литового состава похожи на обыч­ ные опоки и их можно опреде­ лять как радиоляриевые опоки.

Легкие мягкие разновидности ра Рнс. 11-1. Леписферная («ежиковая») руктура опок (материал В. И. Му­ равьева).

а —эоцен, Донбасс, увел. 1500;

б —се­ ти, Брянская обл., увел. 10 диоляритов иногда называют радиоляриевыми землями. При фоссилизации ра­ ковины радиолярий часто растворяются, а пустоты заполняет халцедон, возни­ кают халцедон-кристобалитовые радиоляриты.

Спонголиты бывают от почти белых до темно-серых разных оттенков. Сред* няя плотность от 0,8—1 до 1,4—1,5 г/см, твердость различна. Примесь та ж е, что в опоках, причем особенно характерна известковая. Рыхлые разности спон голитов есть предложение называть спикулитами. Пористые некрепкие кристо балитовые или халцедон-кристобалитовые породы с содержанием спикул губок от 10 до 5 0 % иногда определяют как гэзы. Этот термин был введен Л. Кайе, но широкого распространения не получил из-за некоторой неопределенности.

Местами, однако, он используется.

Группа силицитов халцедон-кварцевого состава представлена следующими типами пород.

Фтаниты (лидиты) — темные, иногда почти черные, твердые породы с бле­ стящим или матовым раковистым изломом. Текстура как однородная, так и тонкослоистая, что связано с неравномерным распределением минеральных при­ месей и органических остатков. Обычно порода очень тонко раскристаллизова на и обладает субкристалломорфной и агрегатно-кристалломорфной микро­ структурой, с реликтами глобулярной. Докембрийские представители — шунги товые фтаниты — имеют уже хорошо выраженную кристалломорфную микро­ структуру. Существенной частью фтанитов часто является халцедон и поэтому иногда такие породы определяют как халоцедонолиты. Органические остатки в одних слоях отсутствуют или редки, в других являются породообразующи­ ми. Характерны радиолярии и спонгии (радиоляриевые и спонгиевые фтаниты).

Иногда довольно обильны остатки с хитиноидным скелетом (акритархи, хио литы и д р. ). Содержание SiO 2 различно, достигая 9 5 % ;

наиболее обычная при­ месь — глина, в некоторых толщах кроме того карбонатный материал;

спора­ дически присутствует пирокластика. Фтаниты обладают некоторыми особен­ ностями состава: в них повышено содержание С0Рг (до нескольких процентов), вследствие чего железо находится в закисной форме, обычно пиритной;

неред­ ко отмечаются фосфатизация и повышенные значения V, Mo, а иногда Cu и Au. При длительном выветривании, особенно на пенеплене, фтаниты обесцве­ чиваются, приобретая фарфоровидный облик (латинизация).

Фтанитоиды — внешне похожи на фтаниты, но менее темные, обычно с синим, голубым и зеленым оттенками. Основные структурные и текстурные осо­ бенности у них тоже сходны, но фтанитоиды несколько лучше раскристалли зованы и обладают агрегатно-кристалломорфной микроструктурой с кристалло морфными участками. Органические остатки — радиолярии и спонгии. Общий С0Рг химический состав тот же, что и у фтанитов, но в среднем содержание и фосфора — ниже, марганца — выше;

в некоторых фтанитоидных толщах встре­ чаются редкие и небольшие марганцевые рудопроявления. Все отмеченные от­ личия прямо или косвенно связаны с уменьшением органического вещества, и чем его меньше, тем меньше сходства с фтанитами.

Есть предложение рассмотренные халцедоно-кварцевые силициты объеди­ нить под общим названием «яшмовидная порода».

Я ш м ы * — т в е р д ы е породы с раковистым изломом. Они чаще красные раз­ ных оттенков, или зеленые, а т а к ж е полосчатые: красные прослои чередуются С зелеными, желтыми, лиловыми;

изредка встречаются темно-коричневые и поч­ ти черные разности, образующие линзы и прослои среди красных или зеленых.

Текстура — к а к однородная, так и слоистая. Породы от тонко- до криптокрис таллических;

преобладает кристалломорфная микроструктура. Органические остатки представлены обычно радиоляриями, реже спикулами кремневых гу­ бок. Они либо редко рассеяны в породе, либо являются породообразующими (радиоляриевые и спонгиевые яшмы). Часто наблюдается тонкое чередование биоморфных прослоев и прослоев с редкими органическими остатками или без * Глубоко метаморфизованные яшмы, утратившие черты осадочной породы и яшмы не осадочного происхождения (яшмоиды) здесь не рассматриваются.

1*7Л них. Содержание SiO 2 колеблется в широком пределе, достигая 9 5 — 9 7 %. Наи­ более обычной примесью является глинистое и карбонатное вещество, причем во многих палеозойских формациях яшмы бескарбонатны. Некоторые особен­ ности химического состава резко отличают яшмы от фтанитов. В яшмах же­ лезо представлено окисной формой (гематит, гётит), причем его с о д е р ж а н и е иногда достигает значений, при которых порода д о л ж н а уже квалифициро­ ваться как железистая. Углерод и фосфор в яшмах почти отсутствуют, но со­ держание марганца, как правило, превышает средние значения д л я осадочных пород;

распределен он неравномерно, образуя местами рудные концентрации.

Н о в а к у л и т ы — ( « а р к а н з а с с к и й к а м е н ь » ) — м о л о ч н о - б е л ы е породы с полу­ раковистым изломом. Д л я них характерен близкий размер породообразующих частиц (обычно в' пределах 15—25 м к ) ;

микроструктура кристалломорфная с плотной упаковкой. Минеральный состав — кварцевый;

халцедон обычно при­ сутствует в незначительном количестве. Органические остатки представлены/ либо радиоляриями, либо спикулами губок;

как правило, их мало. Н о в а к у л и т самая высококремнистая порода — SiO 2 достигает 9 9 % и более. Кроме типич­ ного новакулита, стали выделять и субновакулит, отличающийся менее Одно­ родной структурой и составом;

в нем отмечаются алевритовая примесь и вклю­ чения пирита или гематита.

Кремнеобломочные породы представлены брекчиями, конгломератами, гра­ велитами и песчаниками, меньшее значение имеют алевролиты. Спонголитовые конгломераты и гравелиты известны в платформенных меловых отложениях, а обломочные фтаниты и фтанитоиды (реже яшмы) —- среди палеозойских эвгео синклинальных толщ. Состоят такие породы из обломков силицитов, без при­ меси или с незначительной примесью другого материала. Обломки имеют раз­ личную окатанность и сортировку. Связующей массы, как правило, очень м а л о и она тоже кремнистая. Текстура разная, часто градационная;

иногда отмеча­ ются текстуры, характерные для подводных оползней. Обычно крупнообломоч­ ные породы являются внутриформационными образованиями и могли возни­ кать либо при обмелении моря и последующей трансгрессии, либо при разру­ шении внутрибассейновых кордильер, сложенных местными кремнистыми поро­ дами.

Особым типом седиментационных кремнистых образований являются гей­ зериты, возникающие вблизи выходов термальных источников. Они состоят из силикагеля, имеющего характерную глобулярную структуру и нередко плой чатую текстуру (чередование плотных опаловидных «слойков» с порошковаты ми, состоящими из относительно крупных глобуль). Гелевый кремнезем доволь­ но быстро переходит в опал и кристобалит. В ископаемом состоянии гейзериты сохраняются исключительно редко.

Постседиментационные силициты. В природе широко распространены диа и катагенетические кремни, причем во многих случаях нельзя уверенно опре­ делить, к какой из этих двух стадий они относятся. Меньшее значение имеют гипергенные образования.

Диа- и катагенетические кремни обычно представлены конкрециями;

не­ редко они приурочены к определенным горизонтам, иногда переходящим в сплошные кремневые линзы и пласты. Механизм образования кремнистых кон­ креций в принципе тот же, что д л я конкреций вообще (см. стр. 59). Источни­ ком SiO 2 здесь являются, во-первых, седиментационный кремнезем, рассеянный во вмещающем осадке, и, во-вторых, кремнезем, освобождающийся при пост седиментационной минеральном преобразовании некоторых нестойких сили­ катов.

Конкреции имеют различный минеральный состав: опал-кристобалитовый, кварц-халцедон-кристобалитовый, кварц-халцедоновый;

встречаются и зонар ные конкреции с кварцевым ядром и внешними зонами из кристобалита, иногда с халцедоном, и кристобалита и кальцита. В конкрециях, как и седи ментационных силицитах, имеет место «минеральное вызревание», причем на­ чинается оно с Центра конкреции.

Конкреции возникают в осадках и породах разного состава. Существуют разногласия по поводу влияния последнего на минеральный состав конкреций.

Одни исследователи отрицают такое влияние, другие — придают большое зна­ ч е н и е составу вмещающего материала;

по их данным, в осадках, обогащенных !глинистым веществом, предпочтительно развиваются кристобалитовые конкре­ ц и и, а в чисто известковых — кварцевые. По-видимому, в общем виде вопрос э т о т окончательно не решен.

Структура конкреционных кремней, их форма и процесс формирования во многом определяются характером вмещающей породы.

Особенно часто кремневые конкреции присутствуют в карбонатных поро­ дах. Состоят конкреции из халцедона и кварца, реже из кристобалита и хал­ цедона. Структура вмещающей породы определяет таковую кремней. Так, в писчем мелу последние (они получили название флинтов) крипто-микрокристал лические однородные и имеют глобулярную или агрегатно-глобулярную микро­ структуру. Внешне флинты — плотные, часто зонально-полосчатые, с характер­ ным жирным блеском на раковистом изломе;



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 19 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.